2. Ecoclimatología en las altitudes altas

Hay varias gradientes climáticas de las que surgen las condiciones ecoclimáticas en la sierra alta de los Andes peruanos sur y centrales, condiciones muy diferente de aquellas en lugares cercanos al nivel del mar. Las condiciones atmosféricas sobre la costa desértica y la selva lluviosa tropical son caracterizadas por la alta humedad y el estrecho rango de las fluctuaciones de temperatura (Tº) diarias. En las altitudes altas el aire esta en general seco y la evapotranspiración es alta. Se puede tener una buena idea de la diversidad climática y espacial en los Andes tropicales a partir de la clasificación hecha por Holdridge de los sistemas ecoclimaticos del mundo en “zonas de vida”. De acuerdo con este esquema las ecologías del mundo están agrupadas en 104 zonas de vida (Holdridge 1947). Puesto de manera muy sencilla, las zonas de vida son definidas en términos de la intersección de tres factores: la temperatura, la precipitación y la evapotranspiración. Una clase determinada de asociaciones de plantas caracteriza cada zona de vida. Aplicando este esquema al Perú, Joseph Tosi definió 84 zonas de vida distribuidas en todo el país (Tosi y ONERN 1978). Por lo tanto el Perú, con solamente 0.86% de área del mundo cuenta con el 80% de sus zonas de vida, es decir tiene la diversidad por unidad de área más grande de cualquier país en el mundo entero. Flannery, Marcus y Reynolds (1989) escriben:

'Tan complejas son las gradientes ambientales entre picos de montaña coronados de nieves y el piso de ribereño de las cuencas que todas las descripciones publicadas son simplificaciones. La mente humana normalmente reduce una cantidad desalentadora de información ambiental a un conjunto de modelos o categoría ideales y esto es tan valido para los ecólogos occidentales que han estudiado los Andes como lo es para los indios'

Como el párrafo anterior implica la complejidad es mucho mayor de lo que cualquier clasificación podría sugerir. Ocurre que las zonas de vida o cualquier otra clasificación ecológica forman un mosaico en el área andina. Las zonas están distribuidas de manera discontinua y el número visible y el emplazamiento de zonas depende de la escala de resolución usada en el trabajo. El mapa ecológico del Perú (Tosi y ONERN, 1975) está en una escala de 1: 1.000.000. En una escala 1: 100.000 la mayoría de las zonas representadas en la escala más alta se abrirían en un mosaico de zonas más pequeñas; debería ocurrir que lo señalado en la escala mayor sea lo más representativo, pero en realidad estaría mezclado con otras zonas mucho más pequeñas. De acuerdo a mi experiencia la incoherencia se repite a una resolución de 1: 10.000. A decir verdad mi investigación en Bolivia sugiere que está involucrado un proceso de reiteración de autosemejanza fractal, tal como la que se ve al explorar un litoral en niveles de resolución diferentes. En cada nivel de escala el patrón es similar, aunque hay diferencia en los detalles. En los Andes peruanos centrales, en donde el terreno es más accidentado el número de niveles de resolución visibles aumenta.

Ahora hablaré brevemente de los gradientes ecoclimáticos de los que surge tanta diversidad en los Andes.

2.1 El gradiente de presión atmosférica

La presión atmosférica a nivel del mar es de aproximadamente 1013 milibares (mb) y disminuye con la altitud de acuerdo con una función, la cual en el rango altitudinal de los Andes puede ser considerada como lineal. La presión atmosférica aproximada desde el nivel del mar hasta 5.500 metros esta dada en la tabla uno. A los 5.500 metros la presión está aproximadamente a la mitad de su valor a nivel del mar.

Tabla 1 Altitud y presión del aire

2.2 La gradiente de radiación solar

El polvo en suspensión y la contaminación en el aire en las altitudes más bajas hacen poco significativo hablar de tendencias generales con la gradiente de radiación solar como ocurre con la presión atmosférica. Sin embargo un razonable número de registros experimentales han sido obtenidos en la sierra. Para la región de Ayacucho una buena aproximación empírica está dada por el físico suizo P. Ambrossetti (1979), para la capa de 2.000 a 4.000 msnm en la banda de onda corta de 03-3m. El siguiente gráfico (figura 1) representa la energía de la radiación directa entrante al medio día para los periodos cuando el sol pasa cerca del cenit a los 13º de latitud, cuando la radiación directa alcanza a 1.63 cal /cm2 /min. (a 2,700msnm). La radiación global alcanza un valor de 1.7cal/cm2/min. En días completamente nublados la radiación global desciende a la mitad de este valor, sin embargo para el año entero el valor está casi constantemente un poco por debajo de 0.8 cal /cm2 /min. Mientras las horas promedio de exposición solar directa caen aproximadamente 50% de lo teóricamente posible en la estación lluviosa el promedio de radiación global diaria es casi 90% del valor con cielo claro en los mismos meses. Esto es porque la radiación difusa atmosférica (Raleigh) está mayormente en las longitudes de ondas más cortas (si esto no fuera cierto encontraríamos difícil ver en días nublados). Mientras la ecuación empírica usada puede parecer que da resultados exagerados, Grace (1983: 113-5) ha registrado 1.72 cal /cm2 /min en Puno a 3.852m de altitud. El hecho sorprendente es que la radiación a gran altitud con cielo claro está mucho más cercana al valor de la constante solar que de los valores registrados cerca del nivel del mar en las inmediaciones de Lima.

Figura 1. Gradiente de la radiación solar máxima con altitud para cielo despejado a medio día.

El gradiente de radiación solar entrante está relacionado con el gradiente de presión atmosférica. El aire menos denso en las altitudes mayores es incapaz de atrapar y conservar tanta energía de la radiación solar entrante como lo es en las altitudes más bajas, de modo que el aire es más fresco y el suelo más caliente a la luz del sol. La baja densidad del aire también aumenta la emisión de radiación térmica nocturna saliente. “El microclima de niveles altos (altitudes) es por consiguiente no solo más extremado en su mayor recepción de calor durante el día sino también su pérdida de calor en la noche es mayor” (Geiger 1951:21).

2.3 La gradiente de temperatura

En los Andes centrales y sur del Perú la temperatura del aire (registrada a 1.5m sobre el nivel del suelo) disminuye en 6.4ºC por cada kilómetro de altitud durante la temporada de siembra que es relativamente seca, y un grado menos en los meses más lluviosos. En la figura 2 he representado gráficamente los promedios de las temperaturas para el mes de octubre de un periodo de 20 años, para 24 estaciones ubicadas en las áreas interandinas de los departamentos de Ayacucho, Apurímac, Cusco y Huancavelica (SENAMHI 1989). La correlación inversa entre el promedio de temperaturas mínimas, medias y máximas del aire con la altitud está clara. Sin embargo no hay correlación entre el rango de temperaturas promedio diurnas con la altitud como se podría esperar de las consideraciones teóricas. Esto es atribuible a la gran influencia de las particularidades topoclimáticas de los mesoambientes locales.

2.4 Humedad aérea

La cantidad de vapor de agua (e) en el aire disminuye con la altitud debido a la disminución de la presión atmosférica y la temperatura. Sin embargo, ya que la presión de vapor saturada (es) es básicamente una función de la temperatura, y disminuye por ello con la altitud, el déficit de presión de vapor (ed = es- e) disminuye mucho más despacio. En la figura 3 he representado gráficamente los valores registrados para ed y e en 9 estaciones interandinas comparables a las condiciones geográficas y sociales más arriba citadas, pero donde la humedad ha sido registrado por psicrómetros (Frére, Rea, Rijks 1975). Debido a la escasez de datos fácilmente disponibles he incluido dos estaciones, una en la región del altiplano y otra en la montaña de Puno para conseguir una mínima muestra estadísticamente representativa para estimar las tendencias. Para la estación más alta, Paucarani a 4.541msnm los valores medios de ed y e son iguales a 3.5mb donde las dos líneas de tendencia se intersecan. Los escritores más arriba citados remarcan que cuando la saturación de vapor de agua es calculada en relación con las temperaturas mínimas, los valores obtenidos para e son aproximadamente los mismos que aquellos calculados para es para las temperaturas mínimas. Esto implica que la humedad en las altitudes altas es “impulsada” por las temperaturas aéreas mínimas. En las regiones costeras húmedas la diferencia entre promedios Tmin, Tmax sólo es de aproximadamente 6 ó 7ºC, mientras que en altitudes mayores las fluctuaciones diurnas promedian aproximadamente los 15ºC.

Figura 3. Promedios anuales de la humedad y déficit de saturación en la sierra sur. Se indica las tendencias de regresión lineal de la humedad (e) y el déficit (ed) con la altitud.

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